Punto anfidrómico

Un punto anfidrómico, también llamado nodo de marea, es una ubicación geográfica que tiene una amplitud de marea cero para un constituyente armónico de la marea. El rango de la marea (la amplitud de pico a pico, o la diferencia de altura entre la marea alta y la marea baja) para ese constituyente armónico aumenta con la distancia desde este punto, aunque no uniformemente. Como tal, el concepto de puntos anfidrómicos es crucial para comprender el comportamiento de las mareas. El término deriva de las palabras griegas amphi ("alrededor de") y dromos ("correr"), en referencia a las mareas giratorias que circulan alrededor de los puntos anfidrómicos.

Los puntos anfidrómicos se producen porque la interferencia dentro de las cuencas oceánicas, los mares y las bahías, combinada con el efecto de Coriolis, crea un patrón de onda, denominado sistema anfidrómico, que gira alrededor del punto anfidrómico. En los puntos anfidrómicos del constituyente dominante de las mareas, casi no hay cambio vertical en el nivel del mar debido a la acción de las mareas; es decir, hay poca o ninguna diferencia entre la marea alta y la marea baja en estos lugares. Todavía puede haber corrientes de marea ya que los niveles de agua a ambos lados del punto anfidrómico no son los mismos. Cada componente de marea periódico crea un sistema anfidrómico separado.

En la mayoría de los lugares, el "semidiurno lunar principal", conocido como M₂, es el componente de marea más grande. Las líneas comareales conectan puntos que alcanzan la marea alta al mismo tiempo y la marea baja al mismo tiempo. En la Figura 1, la marea baja se retrasa o adelanta 1 hora y 2 minutos con respecto a sus líneas vecinas. Donde las líneas se encuentran son anfídromos, y la marea gira alrededor de ellos; por ejemplo, a lo largo de la costa chilena y desde el sur de México hasta Perú, la marea se propaga hacia el sur, mientras que desde Baja California hasta Alaska la marea se propaga hacia el norte.

Formación de puntos anfidrómicos

Las mareas se generan como resultado de la atracción gravitacional del sol y la luna. Esta atracción gravitatoria da como resultado una fuerza de marea que actúa sobre el océano. El océano reacciona a este forzamiento externo generando ondas de Kelvin y ondas de Poincaré (también conocidas como ondas de Sverdrup), particularmente relevantes para describir el comportamiento de las mareas. Estos maremotos pueden considerarse anchos, en relación con el radio de deformación de Rossby (~3000 km en mar abierto), y poco profundos, como la profundidad del agua (D, en promedio ~4 kilómetros de profundidad) en el océano es mucho más pequeño (es decir, D/λ <1/20) que la longitud de onda (λ) que es del orden de miles de kilómetros.

En los océanos reales, las mareas no pueden propagarse indefinidamente como olas progresivas. Las olas se reflejan debido a los cambios en la profundidad del agua (por ejemplo, al entrar en los mares de plataforma) y en los límites costeros. El resultado es una onda reflejada que se propaga en dirección opuesta a la onda incidente. La combinación de la onda reflejada y la onda incidente es la onda total. Debido a la resonancia entre la onda reflejada y la incidente, la amplitud de la onda total puede suprimirse o amplificarse. Los puntos en los que las dos ondas se amplifican entre sí se conocen como antinodos y los puntos en los que las dos ondas se cancelan entre sí se conocen como nodos. La Figura 2 muestra un resonador 1⁄4λ. El primer nodo se encuentra en 1⁄4 λ de la onda total, seguido por el siguiente nodo recurrente 1⁄2λ más lejos en 3⁄4λ.

Una onda larga y progresiva que viaja en un canal en una Tierra giratoria se comporta de manera diferente a una onda que viaja a lo largo de un canal no giratorio. Debido a la fuerza de Coriolis, el agua del océano se desvía hacia la derecha en el hemisferio norte y viceversa en el hemisferio sur. Este componente lateral del flujo debido a la fuerza de Coriolis provoca una acumulación de agua que da como resultado un gradiente de presión. La pendiente resultante se desarrolla hasta que está en equilibrio con la fuerza de Coriolis; dando como resultado el equilibrio geostrófico. Como resultado de este equilibrio geostrófico, se generan ondas de Kelvin (originalmente descritas por Lord Kelvin) y ondas de Poincaré. La amplitud de una onda Kelvin es máxima cerca de la costa y, cuando se considera una onda en el hemisferio norte, disminuye a medida que se aleja de su límite costero derecho. La propagación de las ondas Kelvin es siempre a lo largo de la costa y su amplificación disminuye según el radio de deformación de Rossby. Por el contrario, las ondas de Poincaré son capaces de propagarse tanto a lo largo de la costa como una onda libre con un patrón de onda en propagación como a través de la costa como una onda atrapada con un patrón de onda estacionaria.

Canal infinitamente largo

En un canal infinitamente largo, que puede verse como una aproximación simplificada del océano Atlántico y el océano Pacífico, la marea se propaga como una onda incidente y reflejada de Kelvin, como se muestra en la Animación 1. Las líneas de color rojo indican marea alta y las líneas de color azul indican marea baja. Además, el campo de vectores debajo de la cuenca en la Animación 1 muestra la dirección y la fuerza de la corriente de marea. La amplitud de las olas disminuye más lejos de la costa y en ciertos puntos en el medio de la cuenca, la amplitud de la ola total se vuelve cero. Además, la fase de la marea parece girar alrededor de estos puntos de amplitud cero. Estos puntos se llaman puntos anfidrómicos. El sentido de rotación de la onda alrededor del punto anfidrómico está en la dirección de la fuerza de Coriolis; en el sentido contrario a las agujas del reloj en el hemisferio norte y en el sentido de las agujas del reloj en el hemisferio sur.

Lavabo semicerrado

En una cuenca semicerrada, como el Mar del Norte, las ondas de Kelvin, aunque son la onda de marea dominante que se propaga a lo largo de la costa, no pueden propagarse a través de la costa ya que dependen de la presencia de límites laterales o del ecuador. Como tal, las olas de marea observadas a través de la costa son predominantemente olas de Poincaré. Las mareas observadas en una cuenca semicerrada son, por lo tanto, principalmente la suma de la onda de Kelvin incidente, la onda de Kelvin reflejada y la onda estacionaria de Poincaré que atraviesa la costa. En la Animación 2 se muestra una animación de la amplitud de las mareas, las corrientes de las mareas y su comportamiento anfidrómico.

Posición de los puntos anfidrómicos

La Figura 2 muestra que el primer nodo de la ola total está ubicado en 1⁄4λ con nodos recurrentes a intervalos de 1⁄2λ. En una situación idealizada, los puntos anfidrómicos se pueden encontrar en la posición de estos nodos del maremoto total. Al despreciar la fricción, la posición de los puntos anfidrómicos estaría en el medio de la cuenca, ya que la amplitud inicial y el decaimiento de la amplitud de la onda incidente y la onda reflejada son iguales, esto se puede ver en las Animaciones 1 y 2. Sin embargo, la marea las olas en el océano están sujetas a la fricción del lecho marino y de la interacción con los límites costeros. Además, la variación en la profundidad del agua influye en el espacio entre los puntos anfidrómicos.

En primer lugar, la distancia entre los puntos anfidrómicos depende de la profundidad del agua:

λ λ =gD⋅ ⋅ T{displaystyle lambda ={sqrt {gD}cdot T}

Donde g es la aceleración gravitatoria, D es la profundidad del agua y T es el período de la onda.

Las ubicaciones con aguas menos profundas tienen sus puntos anfidrómicos más cerca entre sí según la distancia del intervalo (1 ⁄2λ) de los nodos disminuye. En segundo lugar, las pérdidas de energía debidas a la fricción en los mares poco profundos y los límites costeros dan como resultado ajustes adicionales del patrón de mareas. Las ondas de marea no se reflejan perfectamente, lo que resulta en una pérdida de energía que provoca una onda reflejada más pequeña en comparación con la onda entrante. En consecuencia, en el hemisferio norte, el punto anfidrómico se desplazará de la línea central del canal hacia la izquierda de la dirección de la onda incidente.

El grado de desplazamiento en el hemisferio norte para el primer anfídrome viene dado por:

γ γ =− − gD⋅ ⋅ In⁡ ⁡ α α 2f{displaystyle gamma =-{sqrt {gD}cdot ln alpha } {2f}}

Donde γ es el desplazamiento del anfídrome desde el centro del canal (γ=0), g es la aceleración gravitacional, D es la profundidad del agua, f es la frecuencia de Coriolis y α es la relación entre las amplitudes de la onda reflejada y la onda incidente. Como la onda reflejada es más pequeña que la onda incidente, α será menor que 1 y lnα será negativo. Por lo tanto, el desplazamiento anfidrómico γ está a la izquierda de la onda incidente en el hemisferio norte.

Además, un estudio ha demostrado que existe un patrón de movimiento de los anfídromos relacionado con los ciclos primavera-muerte en el Mar de Irlanda. El máximo desplazamiento del anfídroma desde el centro coincide con las mareas vivas, mientras que el mínimo se produce en las siestas. Durante las mareas vivas, se absorbe más energía del maremoto en comparación con las mareas muertas. Como resultado, el coeficiente de reflexión α es menor y el desplazamiento del punto anfidrómico desde el centro es mayor. Se espera un movimiento anfidrómico similar en otros mares donde la disipación de energía debido a la fricción es alta.

Puede ocurrir que el punto anfidrómico se desplace hacia el interior del límite costero. En este caso, la amplitud y la fase del maremoto seguirán girando alrededor de un punto tierra adentro, que se denomina anfídrome virtual o degenerado.

Puntos anfidrómicos y aumento del nivel del mar

La posición de los puntos anfidrómicos y su movimiento depende predominantemente de la longitud de onda del maremoto y la fricción. Como resultado del aumento de las emisiones de gases de efecto invernadero, los océanos del mundo están sujetos al aumento del nivel del mar. A medida que aumenta la profundidad del agua, la longitud de onda del maremoto aumentará. En consecuencia, la posición de los puntos anfidrómicos ubicados en 1⁄4λ en sistemas semicerrados se alejará más del límite costero transversal. Además, los puntos anfidrómicos se alejarán más entre sí a medida que el intervalo de 1⁄ 2λ aumenta. Este efecto será más pronunciado en mares poco profundos y regiones costeras, ya que el aumento relativo de la profundidad del agua debido al aumento del nivel del mar será mayor, en comparación con el océano abierto. Además, la cantidad de aumento del nivel del mar difiere según la región. Algunas regiones estarán sujetas a una mayor tasa de aumento del nivel del mar que otras regiones y los puntos anfidrómicos cercanos serán más susceptibles de cambiar de ubicación. Por último, el aumento del nivel del mar da como resultado una menor fricción en el fondo y, por lo tanto, una menor disipación de energía. Esto hace que los puntos anfidrómicos se alejen más de los límites costeros y más hacia el centro de su cauce/cuenca.

En el componente de marea M2

Según la Figura 1, existen los siguientes puntos anfidrómicos en sentido horario y antihorario:

Puntos anfidrómicos en el sentido de las agujas del reloj

• norte de Seychelles
• cerca de Enderby Land
• fuera de Perth
• al este de Nueva Guinea
• al sur de la Isla de Pascua
• al oeste de las Islas Galápagos
• norte de Queen Maud Land

Puntos anfidrómicos en sentido antihorario

• cerca de Sri Lanka
• norte de Nueva Guinea
• en Tahiti
• entre México y Hawai
• cerca de las Islas Leeward
• al este de Terranova
• a mitad de camino entre Río de Janeiro y Angola
• al este de Islandia
• Las islas de Madagascar y Nueva Zelanda son puntos anfidrómicos en el sentido de que la marea va alrededor de ellos en aproximadamente 12 horas y media, pero la amplitud de las mareas en sus costas es en algunos lugares grandes.

Referencias y notas